表層季節性凍土對地震資料品質的影響

陳敬國，袁勝輝，唐傳章，崔宏良，李景葉，鄧志文

（1.中國石油大學（北京）地球物理學院，北京 102249；2.中國石油集團東方地球物理公司，河北涿州 072751；3.中國石油華北油田公司，河北任丘 062550）

0 引言

中國的凍土基本可以分為多年凍土和季節性凍土［1］。多年凍土主要分布在東北大、小興安嶺和青藏高原等地區，占中國國土面積的1/5；季節性凍土主要是由于冬季溫度降低，導致表層土壤臨時上凍，受土壤含水性的影響，凍土最大厚度可超過3 m，往南隨緯度降低而減小。

隨著物探技術和裝備制造工藝的發展以及地震勘探對環境保護和安全要求的進一步提高，炸藥震源的應用受到限制，而可控震源的應用得到了大力推廣［2］?？煽卣鹪粗饕揽繖C械振動系統產生掃描信號，通過在地表的連續振動，激發信號向地下傳播。由于是在地表激發，近地表結構對地震波頻率的衰減影響比較大［3］。

受全球氣候的影響，降雨量、風力、日照時間和氣溫等因素均會對近地表結構產生一定的影響［4］。在農田和草原地區，可控震源主要是在冬季施工。受低氣溫的影響，地震波在表層凍土傳播速度大，而在下覆的風化層傳播速度小，造成地震波在近地表的傳播機理比較復雜。

然而，目前有關地震波在凍土層中的傳播機理的研究較少。黃以智［5］總結了中國物探技術在冰川凍土勘探中發揮的作用，對不同物探方法在冰川凍土的應用提出了針對性的建議；俞祁浩等［6］利用重磁電、測井、地震等現代物探技術探測青藏高原的凍土結構特征，認為應加強數字信號分析研究凍土層的物性特征；周斌［7］通過面波勘探分析凍土地區瑞利波傳播特征，認為僅通過理論數值分析不能完全反映凍土的波動特征。前人尚未對季節性的凍土層進行機理研究。

本文基于介質阻尼特性，即近地表上凍后吸收衰減減弱，相對上凍前阻尼變小，提出利用凍土的耦合共振頻率分析地震波在凍土層中傳播的特征。通過河套盆地實際地震資料的驗證，表明凍土層耦合共振頻率提升了地震波高頻能量，對資料低頻補償處理具有借鑒作用，適用性強。

1 研究區基本情況

1.1 近地表結構

河套盆地位于陰山和賀蘭山之間。河套盆地的近地表結構復雜多變，且古河道非常發育［8］。近地表被全新統沉積物覆蓋，為黃河泛流相沉積，巖性為棕黃色黏土和細沙。根據常規35 m 深度范圍內的微測井調查結果［9］，全區低降速帶厚度為4～15 m，低速層速度為217～1200 m/s，高速層速度為1600～2000 m/s。表層速度較低(小于300 m/s)的區域一般位于沙化地表區。

根據150～200 m 深度范圍的深井微測井巖性錄井和解釋成果：高速層巖性主要為細沙；層析模型顯示速度為1600和1800 m/s的低降速帶厚度差異較大，速度為1600 m/s的高速層縱橫向厚度變化不大，速度為1800 m/s的高速層縱橫向厚度變化比較劇烈，靜校正問題嚴重。

1.2 凍土層介質的物理特征

在9月下旬上凍前和12月中旬上凍后，分別隨機提取河套盆地2 m深度范圍內的野外樣品，室內進行密度和濕度的測定。結果表明：河套盆地2 m深度范圍內的表層土上凍前、后密度平均值分別為1.88、2.24 g/cm3，濕度平均值分別為2 和6；上凍前土壤比較干燥，上凍后土壤含水程度較高。

通過微測井數據調查，凍土層厚度與澆灌次數有關，結構一般為3～5層，厚度范圍為0.5～1.2 m，由于凍土層密度和含水性高，速度范圍為1000～1300 m/s。為了精細調查凍土層，微測井第1～第7道接收點距為0.5 m，其中第7 道位于地下0.5 m，第1 道位于地下3.5 m。圖1為上凍前、后的微測井原始記錄，可見上凍后第5～第7道凍土層初至特征明顯，頻率較上凍前高。

圖1 上凍前（a）、后（b）的微測井原始記錄

2 理論機理研究

2.1 表層吸收衰減

在均勻吸收介質中，振幅隨地震波傳播距離的增大呈現指數減小的特征。一般而言，地震波在介質中傳播的振幅方程［10］為

式中：A0為初始振幅值；r為傳播距離；t為傳播時間；α為吸收系數；w(t)為振動函數。

利用地震波振幅在1個波長λ的距離內(或1個時間周期T內)的衰減量描述介質的吸收性質，即對數衰減率［11］

α與δ的關系可以表示為［12］

關于周期，就有如下例題，如圖2所示，正負電子分別以初速度方向垂直于磁場方向進入，并與均勻磁場邊界成30°角進入磁場，求正負電子在均勻磁場中運動的時間之比。遇到此類題型，我們需要知道正負電子除了所帶的電荷性質不同，其荷質比以及所進入的磁場的磁場大小是相同的，故可以得出他們在同一均勻磁場中運動的角速度也相同。然后再根據數學的幾何知識，在題目所給的圖中找到各自在磁場中做勻速圓周運動的圓周角，最后根據公式θ=ωt，可以求得正、負電子在均勻磁場中運動的時間之比為：

式中：V為地震波速度；f為地震波頻率。式(3)表明：地震波在近地表介質的傳播過程中，同一地層速度相同；高頻成分較低頻成分衰減更嚴重。表1 表明隨著近地表風化層速度的增加，對頻率的衰減越來越弱。

表1 正演模擬頻率衰減統計表

2.2 凍土的阻尼特性

將表層土壤當成一個振動體系，它的質點在運動過程中由于受內摩擦作用，會產生一定的能量損失，形成土壤的阻尼效應［13］。質點在振動中的這種阻尼效應，類似于黏滯液體流動中的黏滯摩擦，所以也稱為等價黏滯阻尼。在質點的自由振動過程中，阻尼效應表現為質點的振幅隨振次的增加而逐漸衰減；在質點的強迫振動過程中，阻尼效應則表現為應變滯后于應力而形成滯回圈［14］。振幅衰減的速度或滯回圈面積的大小都表示振動中能量損失的大小，也就是阻尼的大小。

介質的阻尼力F與質點運動的速度成正比，可表示為［15］

式中：c為介質的阻尼系數；v為介質質點的振動速度。

如果F很大，以至于振動體系不能產生回復運動，這種阻尼稱為過阻尼。通常情況下，體系能夠振動的阻尼稱為弱阻尼［16］。弱阻尼過渡為過阻尼之間的臨界值稱為臨界阻尼，這時的阻尼系數稱為臨界阻尼系數ccr。在土壤振動體系的動力反應分析中，土壤的阻尼表示［17］

阻尼的大小可以通過試驗方法測定，常用方法是讓土壤試樣受一個瞬時荷載的作用，引起自由振動，通過測量質點振幅的衰減規律計算土壤的阻尼［18］

通常介質的自振圓頻率是恒定的，即ωr與ω差別不大，故式(6)可簡化為

表層介質的阻尼主要與振動體系中振幅的衰減有關，圖2 為阻尼隨振幅衰減的曲線。測定地震波不同傳播時刻的振幅值，就能求取出土壤的阻尼。

圖2 阻尼隨振幅衰減的曲線

河套盆地上凍前土壤的速度一般為300～500 m/s，上凍后土壤的速度一般為1000～1300 m/s。上凍后吸收衰減減弱，相對上凍前阻尼變小。

2.3 耦合共振頻率

耦合共振頻率是指震源平板跟大地耦合良好，由于大地系統儲存了動能［19］，很小的周期振動便能夠在產生共振的介質中形成很大的振動［20］。當系統的阻尼很小時，共振頻率基本與系統的自然頻率(固有頻率)相等［21］；當系統的阻尼高時，則會產生較寬的共振頻率帶［22］。

通常地震波在有阻尼的介質中傳播，其動力系數M可表示為［23］

式中β為頻率比。

地震波在地層傳播的過程中，激發地震波的頻帶與地層的共振頻率相同，地層對地震波產生共振響應，這時接收的地震波能量最強［24］。圖3 表明，上凍后阻尼變小，但地震波在介質中的頻寬并未改變，只是整體向高頻端移動，視覺上會顯示低頻能量變弱，高頻能量增強。

圖3 不同阻尼的頻譜曲線

2.4 模型正演

為了分析近地表凍土層對資料品質的影響，利用克浪軟件建立了典型地質模型，開展了有、無凍土層覆蓋的模型正演工作。

根據研究區近幾年開展的微測井調查資料，模擬的近地表凍土層速度為1100 m/s，厚度為1 m(圖4)。正演單炮記錄總道數200，道距為40 m，采用可控震源激發，線性掃描信號為1.5～84 Hz，掃描長度為16 s。

圖4 有（a）、無（b）凍土層覆蓋的正演模型

圖5 為上凍前、后正演的單炮記錄的全頻和分頻顯示。對正演的單炮記錄開展濾波處理，凍土覆蓋后，視覺上資料的初至能量降低，低頻信息有所減弱。圖6為單炮的頻譜分析，凍土層覆蓋后，接收的低頻段信息減弱，頻譜整體向高頻端移動，與理論機理相符。

圖5 上凍前（a）、后（b）正演單炮的全頻和分頻記錄

圖6 正演單炮記錄的頻譜

3 實際資料分析

在河套盆地農田區選取了兩個點，在相同位置上，利用可控震源分別在2022年9月下旬(上凍前)和12月中旬(上凍后)開展了點試驗。針對單炮記錄，進行了定性和定量分析?？煽卣鹪磼呙栊盘枮?.5～84 Hz，掃描方式為線性升頻掃描。

圖7 為可控震源單炮的低通3～10 Hz 濾波記錄。由圖可以看出：上凍前單炮的初至清晰可見，頻率為8～10 Hz（圖7a）；上凍后單炮的初至能量明顯減弱，很難分辨（圖7b）。實際資料與模型正演的結果相符，表明凍土層共振頻率向高頻端移動后，視覺上有低頻能量衰減的現象。

圖7 相同位置上凍前（a）、后（b）可控震源單炮記錄（3～10 Hz 低通濾波）

圖8 為可控震源單炮的40～80 Hz 帶通濾波記錄。從圖中可以看出：上凍后反射同相軸仍然清晰可見，高頻成分明顯增強，表明凍土層共振頻率向高頻移動（圖8b）；地震波在凍土層傳播過程中，上凍前的低頻成分減弱，高頻成分較上凍前增強（圖8a）。

圖8 相同位置上凍前（a）、后（b）可控震源單炮記錄（40～80 Hz 帶通濾波）

4 結論

近年來的勘探成果表明，季節性凍土對地震勘探資料品質的影響較大，本文取得如下結論：

(1)上凍前、后微測井記錄有明顯差異，上凍后的微測井初至頻率較上凍前明顯提高；

(2)受耦合共振頻率的影響，可控震源在凍土層激發不會缺失低頻信息，只是頻帶整體向高頻移動。